Das derzeitige Erscheinungsbild der Erde spiegelt nur eine Momentaufnahme auf dem Zeitstrahl, denn zu allen Zeiten – früher, heute und in Zukunft – ist unser Planet von Entwicklungen großer Dynamik geprägt, die sein Antlitz in der Vergangenheit wiederholt veränderten und es auch künftig immer wieder umgestalten werden.

Geo- und Umweltwissenschaftler begreifen die Erde als ein System statt als Summe von Teilen. Wie bei einem lebenden Organismus stehen die Teilsysteme in enger und ständiger Wechselwirkung zueinander. Stellen sich also in einem Teil Veränderungen ein, haben diese Auswirkungen auf die anderen Teilsysteme und damit auf das große Ganze. Diese Sichtweise trug erheblich zum Verständnis der Entwicklungen und Veränderungen unseres Planeten während der mehr als 4,5 Milliarden Jahre seit seiner Entstehung bei.

Das System Erde wird untergliedert in die Teilsysteme Erdinneres (Erdkern und Erdmantel), Lithosphäre, Hydrosphäre, Atmosphäre und Biosphäre. Die Korrelation von oberster Lithosphäre sowie Hydro- und Atmosphäre wird zum Beispiel in der Gesteinsverwitterung sichtbar, das Zusammenspiel zwischen Hydro-, Bio- und Lithosphäre in den Sedimentations- und Erosionsprozessen. Ebenso beeinflussen Vorgänge im Erdmantel Veränderungen in der Lithosphäre. So führt etwa die Plattentektonik dazu, dass sich Ozeane und Gebirge bilden. Lebewesen an Land, im Wasser und in der Luft müssen sich nicht nur andauernd an die neuen Gegebenheiten anpassen, sondern beeinflussen auch ihrerseits ihren Lebensraum, die Biosphäre, und damit das gesamte System der Erde.

Die Dimensionen können dabei in zeitlicher wie räumlicher Hinsicht höchst unterschiedlich sein. So sind die Entstehung und die Verwitterung von Gebirgen, die zunehmende oder abnehmende Ausdehnung und Tiefe der Ozeane sowie die Evolution des Lebens stetige, mitunter Millionen von Jahren andauernde Prozesse. Ebenso können plötzlich auftretende, zeitlich eng begrenzte Ereignisse wie der Ausbruch eines Vulkans oder der Einschlag eines Meteoriten, so sie denn eine kritische Größe überschreiten, tiefgreifende, mal kurz-, mal langzeitige Reaktionen im System Erde nach sich ziehen, zum Beispiel Klimaveränderungen und das Aussterben von Arten.

Die Dynamik des Systems nährt sich aus zwei Formen von Energiequellen: Die endogene Energie (Wärme aus dem Erdinneren) stammt zum Teil noch aus den Anfängen der Erde, der Zeit ihrer Aggregation. Sie wird teils durch die Strahlung radioaktiver Elemente im Erdinneren ständig neu produziert. Die wichtigste exogene (außerhalb der Erde liegende) Energiequelle ist die Sonneneinstrahlung. Sie steuert beinahe alle Prozesse an der Erdoberfläche. In geringerem Maß spendet auch die Gezeitenreibung infolge der gravitativen Kräfte des Mondes, die auf die Erde einwirken, Energie. In frühen Erdzeitaltern trugen noch die häufigen Impakte von Meteoriten ihr Teil bei, indem sich ihre kinetische Energie beim Einschlag in Hitze umwandelte. Selbst nach massiven Störungen wie Meteoriteneinschlägen oder Vulkanausbrüchen hat sich das System Erde in einem Selbstregulierungsprozess immer wieder und unerwartet schnell erholt. Dabei sind die verschiedenen Faktoren wie Plattentektonik, Krustenbildung, Zusammensetzung der Atmosphäre, Klima oder Biodiversität nicht linear miteinander verknüpft, sondern werden durch Rückkopplungsmechanismen gesteuert. Das dynamische Gleichgewicht des Systems Erde machte seine Evolution in den vergangenen gut vier Milliarden Jahren erst möglich, und die Fähigkeit zur Selbstregulierung gibt Hoffnung für die Zukunft. Die Entwicklung unseres Planeten als komplexes Ökosystem wird also in jedem Fall weitergehen – mit oder ohne Menschen.

Die Erde ist mit ihrem schalenförmigen Aufbau – dem Kern, dem Mantel und der Kruste an der Oberfläche – der Prototyp der terrestrischen Himmelskörper in unserem Sonnensystem. Sie besteht zu 90 Prozent aus den vier Elementen Sauerstoff, Eisen, Silizium und Magnesium. Die Gasplaneten Jupiter, Saturn, Uranus und Neptun sind komplett anders aufgebaut und zusammengesetzt.

Viele geologische Phänomene, die sich an der Erdoberfläche zeigen, haben ihren Ursprung im Inneren der Erde. Konvektionsströme im äußeren Erdkern schaffen das Magnetfeld, das die Erde gegen kosmische Strahlung schützt und so überhaupt erst eine Biosphäre und höheres Leben ermöglicht. Eine Art plastisches Fließen im Erdmantel hält die Kontinentalplatten in Bewegung. Dort, wo sie aneinanderstoßen, kommt es unter anderem zu Vulkanausbrüchen und Erdbeben.

Der innere Erdkern reicht vom Erdmittelpunkt in 6370 Kilometer Tiefe bis 5150 Kilometer unter der Oberfläche. In ihm herrscht eine Temperatur von mehr als 6000 °C. Dennoch ist er aufgrund des enormen Drucks fest. Ihn umgibt der flüssige, etwa 3700 °C heiße äußere Erdkern (von 5150 bis 2900 Kilometer Tiefe), der hauptsächlich aus Nickel und Eisen besteht. Der den Erdkern umhüllende Erdmantel reicht von einer Tiefe von 2900 Kilometern bis zur äußersten Schale der Erde, der Erdkruste. Damit umfasst er etwa zwei Drittel der Masse unseres Planeten. Mit zunehmender Entfernung zum Erdkern sinkt die Temperatur im Erdmantel und erreicht nahe der Erdkruste nur noch 800 °C. Die Erdkruste ist die dünnste Schale und überaus heterogen aufgebaut. Während sie in der ozeanischen Tiefsee nur sechs bis acht Kilometer misst, hat sie unter den Kontinenten und den Kontinentalschelfen im Mittel eine Mächtigkeit von 30 bis 40 Kilometern.

Unter jungen Gebirgen wie den Alpen, den Anden oder dem Himalaja kann sie 60 bis 80 Kilometer mächtig sein. Ein Dichtesprung zwischen dem Erdmantel und der Erdkruste, die sogenannte Mohorovičić-Diskontinuität – benannt nach dem kroatischen Geophysiker Andrija Mohorovičić –, bildet den Grenzbereich zwischen diesen beiden Schalen. Bis zu 700 Kilometer unterhalb der Erdkruste besteht der Erdmantel noch aus kieselsäurearmen Silikaten, und auf den ersten etwa 150 Kilometern sind die Gesteine ähnlich spröde wie die ebenfalls silikatische Erdkruste. Diese oberen 150 Kilometer des Erdmantels bilden zusammen mit der Erdkruste die harte Gesteinsschale unseres Planeten, die sogenannte Lithosphäre.

Ab einer Tiefe von über 150 Kilometern, in der Asthenosphäre, verlieren die Gesteine infolge der steigenden Temperaturen an Festigkeit. Sie werden dadurch verformbar und in gewisser Weise mobil. Diese Tatsache ist eine grundlegende Voraussetzung dafür, dass sich die Lithosphärenplatten (umgangssprachlich Kontinentalplatten genannt) bewegen können.

Der unter der Asthenosphäre liegende Bereich des Oberen Mantels bildet zusammen mit dem Unteren Mantel die Mesosphäre. In dieser Schicht wird das Gestein mit zunehmender Tiefe wieder fester, da der Druck steigt, doch es ist immer noch zähflüssig (viskos) genug, um langsame Konvektionsbewegungen zu erlauben und so die Plattentektonik an der Oberfläche anzutreiben.

Am Übergang zum äußeren Erdkern schwimmen die Gesteine auf dem geschmolzenen Eisen. Obwohl in 5000 Kilometer Tiefe, liegt hier der Ursprung für einige Prozesse, die an der Erdoberfläche ablaufen, zum Beispiel Aufströme aus heißem Gesteinsmaterial, die sogenannten Manteldiapire oder Plumes.

Die Lithosphäre ist ziemlich starr und in acht Hauptplatten sowie zahlreiche kleinere Platten zerbrochen, die auf der Asthenosphäre treiben. Die Asthenosphäre weist in etwa die gleichen mineralischen Eigenschaften wie der Erdmantel auf, der Unterschied liegt in ihrer dynamischen Viskosität: Sie wirkt als Gleitschicht für tektonische Bewegungsvorgänge.

Während der viskose Erdmantel langsam unter den Lithosphärenplatten dahinfließt, stoßen diese zusammen, driften auseinander oder schrammen aneinander vorbei. Diese Bewegungen, die in der heute anerkannten Theorie der Plattentektonik zusammengefasst werden, sind für Erdbeben, Vulkanismus sowie die Bildung von Gebirgen und Meeresbecken, Inseln und Inselbögen, Tiefseerinnen und Grabenbrüchen verantwortlich. Den vielfältigen Prozessen der Plattentektonik ist es zuzuschreiben, dass sich das Bild unserer Erde im Lauf ihrer Geschichte permanent verändert hat und dies bis heute anhält. Auslöser für die tektonischen Vorgänge ist die Umwälzung von heißen und kühleren Gesteinsmassen im viskosen Erdmantel: Tief im Erdinneren erwärmtes Gestein ist weniger dicht als kälteres Gestein weiter oben, steigt daher in Richtung Erdoberfläche auf und gibt dabei seine Wärme ab. Mit zunehmender Abkühlung erhöht sich seine Dichte, und das Gestein sinkt ins Erdinnere zurück. Diesen Wärmetransportmechanismus bezeichnet man als Mantelkonvektion.

Die Lithosphärenplatten bestehen, neben dem Material des obersten Mantels, sowohl aus kontinentaler als auch aus ozeanischer Kruste – mit einer wichtigen Ausnahme: Die Pazifische Platte setzt sich fast ausschließlich aus ozeanischer Kruste zusammen. Während die ozeanische Kruste schwereres basaltähnliches Material aufweist, setzt sich die kontinentale Kruste aus leichteren Gesteinen zusammen.

Größere Bereiche kontinentaler Kruste werden als Kontinentblöcke oder Kontinentalschollen bezeichnet. Deren trocken liegende Teile kennen wir als Kontinente, die von Meer bedeckten Partien werden Kontinentalschelf genannt. Wie Inseln von Wasser ist die kontinentale Kruste meist von ozeanischer Kruste umgeben, die insgesamt rund 60 Prozent der Erdoberfläche einnimmt.

Die tektonischen Aktivzonen der Erde befinden sich an den Grenzen der Lithosphärenplatten, nicht an den Kontinentalrändern. Fallen diese mit Plattengrenzen zusammen, spricht man von aktiven Kontinentalrändern, liegen sie innerhalb von Plattengrenzen, nennt man sie passiv. Man unterscheidet divergierende, konvergierende und konservative Plattengrenzen.

Zu den divergierenden Plattengrenzen zählen allen voran die meist tief unter dem Meeresspiegel liegenden Mittelozeanischen Rücken. An den Nahtstellen, die mit insgesamt 70.000 Kilometer Länge die längsten Gebirgszüge der Erde darstellen, dringen ständig basische Magmen empor. Diese driften seitlich ab und erstarren am und nahe dem Meeresboden zu Basalt. So wird laufend neue ozeanische Kruste produziert, die von den Mittelozeanischen Rücken weg zu sogenannten Subduktionszonen hin verschoben wird, wo sie wieder in den Erdmantel abtaucht. Dieses Förderband läuft mit einer Geschwindigkeit von wenigen Zentimetern im Jahr. Je größer die Entfernung von den Mittelozeanischen Rücken, desto älter ist folglich die ozeanische Kruste – aber nirgendwo älter als 200 Millionen Jahre, weil sie spätestens dann wieder im Erdmantel verschwindet.

Weitere divergierende Plattenbewegungen lassen sich an Riftzonen messen, bei denen es sich um intrakontinentale Grabenbrüche handelt. Sie gehen auf sogenannte Manteldiapire zurück – aus dem Erdmantel aufsteigende heiße Gesteinsmassen. Diese heizen die Lithosphäre auf und wölben sie pilzartig so lange auf, bis die Kruste nachgibt und zerbricht. Die Folge sind dreistrahlige Grabenbruchsysteme, zu denen als typisches Beispiel etwa der Große Afrikanische Grabenbruch zählt.

Ganz anders liegen die Verhältnisse an konvergierenden Plattengrenzen. Entweder schiebt sich die dichtere ozeanische Platte unter die kontinentale und taucht in den Erdmantel ab (Subduktion), oder es kommt zu einer Kollision zweier Platten, was zur Verformung oder Verdickung an den Rändern einer oder beider Platten führt. Ein Beispiel für eine Subduktion findet man an der Westküste des südamerikanischen Kontinents. Dort schiebt sich die ozeanische Nazca-Platte unter den Kontinentalblock der Südamerikanischen Platte, was zur Heraushebung der Anden führt. Die Auffaltung des Himalajas geht dagegen auf die Kollision zweier kontinentaler Platten – der Indischen und der Eurasischen – zurück. Wenn ältere und damit dichtere ozeanische Kruste unter eine jüngere ozeanische Erdplatte abtaucht, entstehen bei dieser Form der Subduktion Tiefseerinnen und Inselbögen, wie sie etwa im Bereich der Marianen, einer Inselgruppe im Westpazifik, zu finden sind.

An konservativen Plattengrenzen kommt es zu sogenannten Transformstörungen. Dabei gleiten zwei Lithosphärenplatten horizontal aneinander vorbei, ohne dass Erdkruste neu gebildet oder subduziert wird. Die San-Andreas-Verwerfung in Kalifornien ist hierfür das bekannteste Beispiel.

In den Bereichen, in denen verschiedene Lithosphärenplatten aufeinandertreffen, kommt es vermehrt zu geologischen Phänomenen wie Vulkanismus und Erdbeben. Vulkanismus wird im Wesentlichen durch die hohen Temperaturen im Erdinneren angetrieben. Dabei steigt Magma – in der Asthenosphäre aufgeschmolzenes Gesteinsmaterial – aufgrund seiner geringeren Dichte nach oben und bildet im Bereich der Lithosphäre Magmakammern aus. Erreicht das Magma die Erdoberfläche, tritt es als Lava – abhängig von seinen chemischen Eigenschaften – explosiv oder effusiv (fließend) aus.

Allerdings erheben sich nicht alle Vulkane direkt über Plattengrenzen. Es gibt auch Inselketten vulkanischen Ursprungs, die innerhalb einer Lithosphärenplatte liegen; man spricht dann von Intraplattenvulkanismus. Dabei befindet sich an einem Ende der Kette ein aktiver Vulkan, und zwar ein sogenannter Hotspot-Vulkan. Ein solcher Vulkan ist die oberflächliche Erscheinungsform eines Manteldiapirs. Ein Manteldiapir heizt Bereiche in der Lithosphäre zu Hotspots (heißen Flecken) auf, deren Magma sich seinen Weg an die Erdoberfläche bahnt. Da ein Manteldiapir ortsfest ist, während sich die Platte über ihm bewegt, reihen sich seine Ausbrüche zu einer Vulkankette. Die erloschenen Vulkane zeichnen auf diese Weise den von der Platte zurückgelegten Weg nach, während der aktive Vulkan die aktuelle Position des Manteldiapirs anzeigt. Die Inselkette von Hawaii ist auf einen solchen Hotspot zurückzuführen, und auch Island verdankt seine Entstehung einem Manteldiapir.

Zusammenfassend lässt sich feststellen, dass die Plattentektonik das Bild unseres Planeten erheblich bestimmt. Ohne sie hätten sich weder Kontinente noch Ozeane bilden können, deren heutige Verteilung als optimal für das Leben auf der Erde gilt. Die Plattendrift und daraus resultierende Prozesse wie etwa Vulkanismus, tektonische Verformungen, Gesteinsmetamorphose, Gesteinsaufschmelzung und isostatischer Aufstieg führen zur Entstehung oft lang gestreckter Hochgebirgsgürtel – ein Prozess, der auch als Orogenese bezeichnet wird. Nicht unerwähnt sollte an dieser Stelle bleiben, dass die Plattentektonik ferner im Lauf der Erdgeschichte großen Einfluss auf den Kohlendioxidhaushalt der Atmosphäre und damit den Treibhauseffekt hatte. Auf der einen Seite gelangt durch den Vulkanismus vor allem entlang von Subduktionszonen viel Kohlendioxid in die Atmosphäre, auf der anderen wird bei der Auffaltung von Gebirgen viel Kohlendioxid in Gestein gebunden.

Die Bildung der Großformen der Erde wie Kontinente und Gebirge wird als endogener Vorgang bezeichnet, weil er aus dem Erdinneren gesteuert werden und von dort seine Energie bezieht. Bereits während sich die ersten Reliefs von Gebirgen herausheben, setzen Verwitterungs- und Erosionsprozesse die Zerstörung der Gesteine sowie der Gebirgsstrukturen in Gang und wirken so dem Aufstieg des Gebirges entgegen. Diese exogenen Prozesse haben ihren Ursprung in der unteren Atmosphäre, der Hydrosphäre einschließlich der Kryosphäre (sämtliche Vorkommen gefrorenen Wassers) sowie auch in der Biosphäre. Die dafür erforderliche Energie stammt zu einem Großteil aus der Sonneneinstrahlung.

Der elementare Prozess der exogenen Formenbildung ist die Verwitterung von Festgestein zu Lockermaterial. Sie erst ermöglicht in der Folge natürliche Erosion, Bodenbildung sowie Pflanzenwachstum und bildet somit eine unserer entscheidenden Lebensgrundlagen. Die Verwitterung ihrerseits wird nicht nur durch die mineralogische Zusammensetzung der Gesteine gesteuert, sondern auch dadurch, wie intensiv und lange die exogenen Faktoren auf die Gesteine einwirken. Man unterscheidet grob zwischen physikalischer, chemischer und biogener Verwitterung, die jedoch nicht nur jede für sich allein, sondern darüber hinaus auch in Kombination miteinander wirken.

Zur physikalischen Verwitterung rechnet man die Gesteinszersetzung aufgrund der Einwirkung von Frost, Salz und Temperaturschwankungen. In allen drei Fällen sorgt die Veränderung von Volumen im Gestein dafür, dass dieses zersprengt wird. Zur Frostverwitterung kommt es, wenn das Gestein Hohlräume aufweist, in denen sich Feuchtigkeit sammeln kann. Diese dehnt sich beim Gefrieren aus, gewinnt an Volumen und zersprengt das Festmaterial. Einen vergleichbaren Effekt hat die Salzverwitterung in ariden und semiariden Gebieten, wenn im Wasser enthaltene Salze verdunsten, auskristallisieren und dadurch ihr Volumen vergrößern. Auch dabei kommt es zur Gesteinszersetzung. Von Temperatur- oder Insolationsverwitterung ist die Rede, wenn das Volumen durch Erwärmung und Abkühlung aufgrund des Wechsels von Tages- oder Jahreszeiten, Sonneneinstrahlung oder Wind zunimmt oder schrumpft.

Die chemische Verwitterung verändert die stoffliche Zusammensetzung des Materials. Da chemische Reaktionen bei höheren Temperaturen schneller ablaufen und die chemische Verwitterung hauptsächlich auf Reaktionen zwischen Mineralien und Wasser basiert, ist sie in feuchttropischen Gebieten am stärksten verbreitet.

Als Mischform aus chemischer und physikalischer Verwitterung gilt die Lösungsverwitterung. Dabei wird Gestein in Wasser gelöst, verändert im Zuge dessen aber nicht seine chemische Zusammensetzung, sondern lediglich die Kristallstruktur.

Eine typische durch Lösungsverwitterung entstandene Landschaftsform ist der Karst, der nur entsteht, wenn lösungsfähiges Gestein, zum Beispiel Kalkstein, und Wasser vorhanden sind. Zu den charakteristischen Merkmalen der Karstlandschaften zählen Hohlräume im Festgestein wie Rinnen, Dolinen und Höhlen. In den Karstgebieten der Tropen dagegen dominieren Vollformen wie allseitig gerundete Kegel, Türme oder Kuppen. Weltberühmt wurden etwa die Karstvollformen in der Landschaft um Guilin, einer Stadt in Südchina.

Die mannigfaltigen Formen der biogenen (biologischen) Verwitterung entstehen durch die Einwirkung von Mikroorganismen, Tieren und Pflanzen. Sie sind vor allem in humiden Klimaten von Bedeutung und manifestieren sich auf unterschiedliche Art und Weise. Man denke nur an die Wurzeln von Pflanzen, die in feinste Risse und Spalten des Gesteins eindringen und dieses sprengen. Andere Beispiele sind Flechten und Mikroorganismen, die den Untergrund aufrauen, indem sie ätzende Säuren absondern.

Verwitterung ist die Voraussetzung für die exogene Formenbildung auf der Erde. Welche Formungsprozesse an der Erdoberfläche ablaufen, hängt von vielen Steuerungsfaktoren ab. Zu nennen sind das Klima, das vorhandene Relief, die geologischen Gegebenheiten und der Faktor Zeit. Die geomorphologischen Grundformen – Hohl-, Flach- und Vollformen – lassen sich entsprechend ihrer Entstehung in Abtragungs- und Akkumulationsformen einteilen. Zu den Abtragungsprozessen zählen die flächenhafte Denudation und die linienhafte Erosion, unter Akkumulation versteht man die Anhäufung oder Ablagerung von Sedimenten.

Der Transport des zerkleinerten Gesteinsmaterials erfolgt durch Wasser, Eis oder Wind. Ohne Transportmedium laufen gravitative Massenbewegungen ab. Es kann sich dabei um ein sehr langsames Bodenfließen mit Geschwindigkeiten von wenigen Millimetern pro Jahr handeln oder um rasant ablaufende Bergstürze, die mit 100 Metern pro Sekunde zu Tal donnern.

Die Oberflächengestaltung geschieht in beinahe allen Landschaftsformen – auch in vielen Wüstengebieten – durch fließendes Wasser. Dieser bedeutendste Gestaltungsprozess lässt sich gliedern in die linienhafte Erosion durch Fließgewässer wie Bäche, Flüsse und Ströme sowie in die flächenhafte Abtragung an Hängen. Das durch die Verwitterung zerkleinerte Material wird – je nach Korngröße – als Schweb- oder Geröllfracht im Wasser befördert.

Erosion, Transport und Akkumulation von Lockermaterial erfolgen ebenso durch glaziale Prozesse. Diese gehen zurück auf die Bewegungen der Gletscher und die Arbeit der Schmelzwässer an der Gletschersohle. Inwieweit und in welcher Form ein Gebiet durch glaziale Prozesse geformt wird, hängt von den geografischen Gegebenheiten, dem Reibungswiderstand und der Erosionsanfälligkeit des Untergrunds ab. Darüber hinaus spielen Faktoren wie die Fließgeschwindigkeit sowie die Dicke des Gletschers, die Temperatur des Eises und etwaiges Schmelzwasser eine Rolle.

In den nicht vergletscherten kaltklimatischen Gebieten geht die Oberflächenformung auf die Wirkung von Bodenfrost zurück. Maßgeblich hierbei ist, ob ein Tageszeiten-, ein Jahreszeiten- oder ein Dauerfrostklima herrscht. Der Wechsel von Gefrieren und Auftauen bringt an Hängen die Oberflächenschichten ins Fließen, wodurch das Material sortiert wird und sich Steinstreifen, Wülste oder Girlanden bilden. So entstehen auf angrenzendem ebenem Gelände Frostmusterböden mit Steinringen.

Wind ist bei fehlender oder geringer Vegetation in der Lage, Partikel vom Boden aufzunehmen, sie je nach ihrer Größe und Gewicht über kürzere oder auch weitere Entfernungen zu transportieren und wieder abzulagern. Als formende Kraft ist Wind zwar wesentlich weniger wirksam als Wasser und Eis, in den Trockenzonen der Erde jedoch tritt er als bedeutender Gestalter von Oberflächen auf. Man denke nur an die großen Dünengebiete in Vollwüsten wie beispielsweise der Sahara oder der Namib.

Die Herkunft des Wassers auf der Erde ist bis heute nicht befriedigend geklärt. Ein Teil gelangte sicher durch das Ausgasen von Magma in die Atmosphäre, stammt also aus dem Erdinneren. Als weitere Quellen kommen aber auch auf die Erde aufschlagende Kometen in Betracht, die zum großen Teil aus Wassereis bestehen, sowie wasserreiche Asteroiden.

Wasser ist nach unserem aktuellen Kenntnisstand der Ursprungsort des Lebens und bis heute die unabdingbare Voraussetzung für alles Leben auf unserem Planeten. Es gestaltet langfristige, sich über Jahrmillionen hinziehende geologische Prozesse ebenso wie kurzfristige Wetterphänomene.

Die Erde ist der einzige Planet im Sonnensystem, auf dem Wasser in allen drei Aggregatzuständen vorkommt. Es liegt zu 98,233 Prozent in flüssiger Form, zu 1,766 Prozent in fester Form als Eis und nur zu 0,001 Prozent in gasförmiger Form, also als Wasserdampf, vor. Trotz seines geringen Anteils am Gesamtwasservorkommen hat Wasserdampf – in Verbund mit den Temperaturen – als Nebelniederschlag entscheidenden Einfluss auf das Wetter und letztlich auch aufs Klima. Insgesamt belaufen sich die Wasservorkommen der Erde auf 1,4 Milliarden Kubikkilometer, eine Menge, die immer gleich bleibt. Der allergrößte Teil ist Meerwasser, also salzhaltig, nur 2,5 Prozent sind Süßwasser. Die Hälfte des Süßwassers ist als Eis an den Polen sowie in Gletschern und Dauerfrostböden gebunden und bildet als Kryosphäre ein Subsystem der Hydrosphäre.

Auch die Kryosphäre hat erheblichen Einfluss auf das Erdklima, da Schnee und Eis ein besonders hohes Rückstrahlvermögen (Albedo) aufweisen: Sie reflektieren zwischen 80 und 90 Prozent der einfallenden Sonnenenergie. Eine Wasserfläche dagegen hat eine Albedo von nur zehn Prozent, Felder und Wälder von etwa 20 Prozent. Während Eiszeiten ist die Kryosphäre außerdem ein wichtiger Wasserspeicher, der den Weltmeeresspiegel maßgeblich sinken lässt – und ihn in Warmzeiten wieder anhebt. Die andere Hälfte des Süßwasservorkommens entfällt fast vollständig auf Grundwasser: Im Grundwasser ist 250-mal mehr Wasser gespeichert als in allen Seen unseres Planeten. Ein Teil des Wasservorkommens zirkuliert durch die Hydro-, die Litho-, die Bio- und die Atmosphäre und zeugt so von deren enger Wechselwirkung untereinander. Während dieses erdumspannenden Kreislaufs wechselt das Wasser zwar mehrere Male seinen Aggregatzustand, doch auch dabei geht nichts verloren.

Über 97 Prozent allen Wassers unseres Planeten befinden sich im Weltmeer, das als komplexer geografischer Raum ein Bindeglied zwischen Lithosphäre und Atmosphäre bildet. Es stellt nicht nur den größten Lebensraum unseres Planeten für pflanzliche wie tierische Organismen dar, sondern ist zugleich auch ein bedeutender Wirtschaftsfaktor. So dient es unter anderem als Reservoir von Nahrungsmitteln (Pflanzen, Tiere und Kochsalz), als Ressource von Rohstoffen (hauptsächlich Erdöl und Erdgas, Manganknollen und Kobaltkrusten) und als Verkehrsraum.

Ein Liter Meerwasser enthält durchschnittlich 35 Gramm Salz, eine Folge hydrothermaler Austauschreaktionen des Meerwassers mit der obersten ozeanischen Kruste. 86 Prozent sind Natrium- und Chloridionen, die übrigen 14 Prozent verteilen sich hauptsächlich auf Magnesium-, Kalzium- und Kaliumionen. Diese Zusammensetzung ist seit 600 Millionen Jahren mehr oder weniger unverändert. Der Salzgehalt hat Einfluss auf die vertikalen und die horizontalen Wasserbewegungen sowie auf die Eisbedeckung des Meeres und dadurch auch auf das Klima.

Die Wasserbewegungen – Wellen, Gezeiten und Meeresströmungen – wirken auch auf Küsten und küstennahe Regionen. Als Beispiel seien Tsunamis oder das Trockenfallen ausgedehnter Wattflächen bei Ebbe genannt. Von größerer Bedeutung sind die Meeresströmungen. Sie können nicht nur Geoökosysteme an den Küsten verändern, vor denen sie zirkulieren, sondern sich auch global auswirken. Die Gesamtheit der Meeresströmungen wird daher auch als globales Förderband bezeichnet. So beeinflusst etwa das El-Niño-Phänomen, eine in unregelmäßigen Abständen auftretende veränderte Meeresströmung im äquatorialen Pazifik, beinahe weltweit die Wettermuster: In weit voneinander entfernt gelegenen Gebieten wie den Galapagosinseln, an der südamerikanischen Küste und in Ostafrika kommt es in der Folge zu mehr Regen, während etwa Amazonien, das südliche Afrika, Südostasien und Australien unter Regenmangel leiden. Die Temperaturschwankungen im Meerwasser, die El Niño in verschiedenen Regionen der Welt verursacht, lösen zudem ein Massensterben unter Meerestieren aus.

Angetrieben werden die Meeresströmungen durch Winde. Das in Äquatornähe die gesamte Erde umspannende Passatwindsystem und die im Süden und Norden daran anschließende Westwinddrift führen in den offenen Ozeanbecken zur Zirkulation von Meerwasser. Nahe der Oberfläche bilden sich, bedingt durch die Kontinente, gigantische Strömungswirbel, wie etwa der warme Golfstrom im Atlantik, der manchenorts bis zu 150 Millionen Kubikmeter Wasser pro Sekunde befördert und damit Plankton transportiert, das die Nahrungsgrundlage zahlloser mariner Lebewesen ist. Grundsätzlich jedoch sind die aus polnahen Gewässern gespeisten kalten Meeresströmungen nährstoffreicher. Der aus der Antarktis kommende Humboldtstrom sorgt an der südamerikanischen Pazifikküste für großen Fischreichtum.

In der Tiefe der Meere kommt es aufgrund von Unterschieden in der Temperatur und der Dichte des Wassers zu einer vielschichtigeren Zirkulation. In den Nebenmeeren wiederum – mit den Ozeanen verbundene Meere wie zum Beispiel das Mittelmeer – bilden Unterschiede in Meeresspiegelhöhe und Salzgehalt die Ursache für regionale Ausgleichsströmungen.

Auf dem Festland sind Fließgewässer – Rinnsale, Bäche, Flüsse und Ströme – der augenfälligste Ausdruck des Wasserkreislaufs. Sie entstehen durch den Abfluss von Niederschlägen, die nicht verdunsten oder versickern. Versickertes Niederschlagswasser wiederum kann als Quelle von Fließgewässern zutage treten. Die meisten Fließgewässer münden letztlich in einen See oder ins Meer, oder sie versickern und verdunsten in sehr trockenen, abflusslosen Gebieten, wie beispielsweise der Okavango im Landesinneren von Botswana.

Kann das Wasser nicht abfließen und sammelt sich stattdessen in einer Senke, einem Becken oder einer anderen Hohlform an der Erdoberfläche, bilden sich Stillgewässer, also Seen. Die meisten Seen enthalten Süßwasser. In sehr trockenen Regionen, in denen sich infolge hoher Verdunstung die im Wasser gelösten Salze anreichern, findet man häufig Salzseen.

Auch das Boden- und Grundwasser zählt zur Hydrosphäre und ist – mit Ausnahme des fossilen Grundwassers – Teil des Wasserkreislaufs. Beide Wässer gehen auf Niederschläge zurück. Das Bodenwasser wird von Pflanzen aufgenommen und gelangt mittels Verdunstung über Spaltöffnungen an der Blattunterseite der Pflanzen zurück in die Atmosphäre. Als Grundwasser wird Bodenwasser bezeichnet, das im dauerhaft gesättigten Bereich liegt und nicht nach unten abfließen kann. Höher liegendes Grundwasser kehrt teilweise als Quelle zurück an die Oberfläche und fließt wieder in den Wasserkreislauf ein.

Der Planet Erde ist von einer Gashülle – der Atmosphäre – umgeben, die sich zum überwiegenden Teil aus Stickstoff (78 Prozent), Sauerstoff (21 Prozent), Argon (ein Prozent) und Kohlendioxid (0,04 Prozent) zusammensetzt. Ferner können die Spurengase Neon, Helium, Krypton, Xenon, Methan, Wasserstoff, Distickstoffoxid, Kohlenmonoxid und Ozon nachgewiesen werden. Darüber hinaus enthält die Atmosphäre Wasserdampf in veränderlichen Anteilen sowie Staubpartikel. Letztere sind teils natürlicher Herkunft, wie Wüstensand, Blütenpollen oder Asche aus Vulkanausbrüchen, teils anthropogenen Ursprungs, unter anderem Emissionen aus dem Straßenverkehr, aus der Landwirtschaft oder der Industrie.

Nur dank des speziellen Gasgemisches der Atmosphäre ist Leben auf der Erde überhaupt möglich. Menschen und Tiere brauchen Sauerstoff für die Atmung, während die Pflanzen Kohlendioxid benötigen, um Fotosynthese betreiben zu können. Eine Schicht aus konzentriertem Ozon – ein aus drei Sauerstoffatomen bestehendes Molekül – in durchschnittlich 20 Kilometer Höhe schützt Menschen, Tiere und Pflanzen vor der schädlichen ultravioletten Strahlung der Sonne. Wasserdampf ist essenziell für den Wasserhaushalt sämtlicher Organismen und zudem als Teil des Wasserkreislaufs ein bedeutender Faktor für das Klimageschehen auf der Erde.

Die Atmosphäre unterteilt sich in mehrere Schichten. Vom Erdboden bis in eine durchschnittliche Höhe von 15 Kilometern reicht die Troposphäre. An den Polen misst ihre Dicke sechs bis acht Kilometer, am Äquator etwa 18 Kilometer. In der Troposphäre befinden sich 80 Prozent der Masse der gesamten Atmosphäre. Sie enthält beinahe den ganzen Wasserdampf und somit fast alle Wolken der Atmosphäre. Damit ist die Troposphäre der Schauplatz sämtlicher wichtiger Strömungen und Energieumsetzungsprozesse, weshalb sie auch als Wetterschicht bezeichnet wird. Mit zunehmender Entfernung von der Erdoberfläche sinkt die Temperatur in der Troposphäre mit einem mittleren Temperaturgradienten von 0,5 bis 0,6 °C je 100 Meter Höhenzunahme, während sie in der daran anschließenden Stratosphäre wieder steigt, da das Ozon die UV-Strahlung der Sonne absorbiert. Die Stratosphäre reicht bis in knapp 50 Kilometer Höhe. Darüber liegt die Mesosphäre. Aufgrund dünnerer Luft und einem immer geringeren Ozonanteil sinkt die Temperatur in dieser Schicht wieder. An die Mesosphäre schließen sich ab etwa 80 Kilometer Höhe die Thermosphäre und ab 500 Kilometer Höhe die Exosphäre an. Die Exosphäre bildet als äußerste Schicht der Erdatmosphäre den Übergang zum interplanetaren Raum. Thermo- und Exosphäre werden zusammen auch als Ionosphäre bezeichnet, da sie große Mengen von Ionen und freien Elektronen enthalten.

Erstaunlicherweise ist das Gasgemisch in Tropo-, Strato- und Mesosphäre weitgehend gleich, weshalb man diese drei Schichten auch unter dem Begriff Homosphäre zusammenfasst. Darüber liegt die Heterosphäre. In ihr kommt mit zunehmender Höhe nur noch Wasserstoff vor, da die schwereren Gase nach unten sinken.

Nur etwa die Hälfte der Sonnenstrahlung erreicht die Oberfläche der Erde. Ein Großteil des ultravioletten Spektrums wird bereits in der oberen Atmosphäre absorbiert, ein Drittel von den Wolken, den Staubpartikeln und der Erdoberfläche selbst zurück in den Weltraum reflektiert. Dies ist der sogenannte Albedo-Effekt.

Der Rest des Spektrums wird vom Erdboden und der obersten Gewässerschicht absorbiert und in Wärme umgewandelt, er geht als langwellige Wärmestrahlung zurück in Richtung Weltraum. Zu einem Teil wird diese Wärmestrahlung von Gasen und vom Wasserdampf der unteren Atmosphäre abgefangen und trägt so zur Erhöhung der Lufttemperatur bei. Nur dank dieses natürlichen Treibhauseffekts herrscht auf der Erde eine lebensfreundliche Durchschnittstemperatur von +15 °C. Andernfalls würde sie -15 °C betragen.

Aufgrund der Kugelform der Erde ist die Sonneneinstrahlung am Äquator am intensivsten, da sie dort senkrecht auf eine relativ kleine Fläche auftrifft, und die Lufttemperatur ist daher höher als an den beiden Polen, wo die Sonnenstrahlen in viel flacherem Winkel auf einer größeren Fläche auftreffen. Dieser Temperaturgegensatz führt zur Allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre. Innerhalb dieser atmosphärischen Zirkulation lassen sich die tropische Passatwindzirkulation und die außertropische Westwindzirkulation (Wirbelzirkulation) unterscheiden. Da warme Luft weniger dicht ist als kalte, steigt sie nach oben, während kalte, schwerere Luft absinkt. Dieses physikalische Gesetz bringt die Luft innerhalb der Troposphäre in Bewegung: In den Tropen steigt die warme Luft auf, und es entsteht eine Tiefdruckrinne, die innertropische Konvergenzzone. In den Rossbreiten, zwischen 25 und 35 Grad nördlicher und südlicher Breite, führt die dann abgekühlte und daher absinkende Luft zu Hochdruckgebieten. Von dort strömt ein Großteil der Luft als Nordost- beziehungsweise Südostpassat zurück zum Äquator – diese kreisförmigen Luftzirkulationen bezeichnet man als Hadley-Zellen –, während ein kleinerer Teil in Richtung Pole fließt. An den Polen sinkt ebenfalls zuströmende Luft ab, fließt seitwärts weg und bildet die Polarzellen. Durch die Rotation der Erde werden die Luftströme von ihrer eigentlichen Bewegungsrichtung abgelenkt. Diese sogenannte Corioliskraft zeichnet zusammen mit der Erdrotation auch für die Luftzirkulation in der Westwindzone oder Westwinddrift verantwortlich, die zwischen den Hadley- und den Polarzellen liegt. An der Grenze zwischen Westwinddrift und Polarzelle vermengen sich ihre Luftmassen zu Hoch- und Tiefdruckwirbeln, die um die Erde ziehen.

Im Sommerhalbjahr, wenn die Sonne am höchsten steht, verlaufen die globalen Luftströmungen weiter im Norden, im Winterhalbjahr entsprechend weiter südlich. Ihr Weg rund um den Erdball wird zudem durch die unregelmäßige Verteilung von Kontinenten und Meeren beeinflusst.

Beim Aufsteigen der warmen Luft kondensiert der in der Atmosphäre enthaltene Wasserdampf. Als Folge bilden sich Wolken, und es kommt zu Niederschlägen. Das Absinken kalter Luftmassen hingegen hat genau den gegenteiligen Effekt: Es führt zu Trockenheit, da sich die kalte Luft zunehmend erwärmt und dabei Feuchtigkeit aufsaugt.

Die Atmosphäre mit ihren verschiedenen Strömungen sowie ihren Unterschieden in Temperatur und Feuchtigkeit bestimmt also das globale Wettergeschehen und ist der Grund für die verschiedenen Klimazonen der Erde. Deren Grenzen verlaufen annähernd parallel zu den Breitenkreisen.

Klimate lassen sich wahlweise nach ihren Ursachen oder ihren Wirkungen gliedern und typisieren. Die sogenannte genetische Klimaklassifikation basiert auf den Ursachen, allen voran den Zirkulationen der Atmosphäre, zum Beispiel den Passat- und Westwinden, und der Kontinentalität. Das führt zu Klimatypen wie beispielsweise Ostseiten- oder Äquatorialklima. Die sogenannte effektive Klimaklassifikation hingegen betont die Wirkungen beziehungsweise die Zusammenhänge zwischen Klimaelementen wie Regen, Trockenheit oder Kälte und der Verbreitung von Vegetationsformen. Klimate nach dieser Klassifizierung heißen beispielsweise Regenwald-, Savannen- oder Tundrenklima. Diese beiden Klassifikationsmodelle bilden die Grundlage für die meisten Klimakarten.

Wasser, Land und Luft werden seit ungefähr 3,5 Milliarden Jahren von Lebewesen besiedelt. Zusammen bezeichnet man diese Bereiche, in denen Leben stattfindet, als Biosphäre.

Veränderungen in der Biosphäre zwangen die Lebewesen von Beginn an – und tun es bis heute –, sich ständig neuen Umweltbedingungen anzupassen. Manche Veränderungen beruhten auf plötzlichen Ereignissen, etwa dem Einschlag eines gewaltigen Meteoriten, und waren von solch großem Ausmaß, dass sie zum jähen Aussterben zahlreicher Arten führten. Die meisten jedoch geschahen und geschehen allmählich über einen langen Zeitraum. So lassen das Driften der Kontinente – wenige Zentimeter pro Jahr – oder sich über Jahrhunderte hinziehende Klimawechsel dem Leben ausreichend Zeit, sich an die wandelnden Gegebenheiten anzupassen.

Diese Adaptationen sind aufgrund von Mutationen im Erbgut möglich. Als kleinste Veränderungen stellen sie im Grunde Fehler beim Kopieren der DNA im Rahmen der Zellteilung dar. Passiert ein solcher Fehler in den Eizellen oder den Spermien, wird er an die Folgegeneration vererbt. Mutationen können zum Nachteil gereichen, zum Beispiel in Form einer genetischen Erkrankung, oder aber den Nachkommen einen Vorteil verschaffen, indem sie ihnen eine robustere Gesundheit bescheren. Bekannt ist dieser Evolutionsfaktor unter dem Begriff natürliche Selektion. Eine natürliche Selektion über mehrere Generationen hinweg kann Anpassungen an sich verändernde Umweltbedingungen erzielen und so das Überleben einer Art sichern. Das Zusammenwirken zufälliger Variationen und natürlicher Auslese wurde erstmals von Charles Darwin in seinem Buch Über die Entstehung der Arten durch natürliche Zuchtwahl (1859) beschrieben. Nur sieben Jahre danach veröffentlichte Gregor Mendel die heute als Mendel’schen Regeln bekannten »Gesetze« der Vererbung in seinem Werk Versuche über Pflanzen-Hybriden. 1953 schließlich stellten Francis Crick und James Watson in einem Artikel des Fachmagazins Nature das erste – und bis heute gültige – Modell der DNA (Desoxyribonukleinsäure) vor. In diesem Kettenmolekül, das in fast jedem Zellkern zu finden ist, sind die genetischen Informationen codiert. Biologen gliedern die Lebewesen in der Regel nach ihrer unterschiedlichen Struktur der rRNA (ribosomale Ribonukleinsäure) in drei Domänen: Bakterien, Archaeen und Eukaryoten. Eine alternative Klassifizierung unterscheidet nach der Zellstruktur zwischen Eukaryoten (Lebewesen mit Zellkern) und Prokaryoten (Lebewesen ohne Zellkern, also Bakterien und Archaeen). Die Eukaryoten sind wiederum in Reiche unterteilt: Protista (Einzeller), Fungi (Pilze), Plantae (Pflanzen) und Animalia (Tiere inklusive des Menschen).

Die Pilze bilden ein vielfältiges Reich mit Einzellern wie der Backhefe über Schimmelpilze bis hin zu den Ständerpilzen, zu denen auch die Speisepilze gehören. Sie vermehren sich über Sporen. Das Reich der Pflanzen umfasst unter anderem Moose, Algen, Farne und die Samenpflanzen. Sie gewinnen die lebensnotwendige Stoffwechselenergie durch Fotosynthese. Im Reich der Tiere bilden die Chordatiere den bedeutendsten Stamm. Sie besitzen als herausragendes Merkmal eine Chorda dorsalis, einen stützenden Strang im Rückenbereich. Als wichtigste Vertreter der Chordatiere gelten die Wirbeltiere, die sich in Fische und Landwirbeltiere – Amphibien, Reptilien, Vögel und Säugetiere – aufgliedern. Ihre Chorda ist durch ein segmentiertes Skelett zu einer Wirbelsäule verstärkt und beweglich. Tiere ohne Wirbelsäule nennt man Wirbellose. Zu diesen zählen unter anderem Schwämme, Würmer, Schnecken, Gliederfüßer – darunter Insekten, Krebs- und Spinnentiere – sowie Stachelhäuter wie Seesterne und Seeigel.